C3 nuockq

3:
NƯỚC TRONG KHÍ
QUYỂN

Chương

Mưa và bốc hơi là hai quá trình quan trọng nhất
trong số các quá trình khí tượng liên tục xảy ra
trong không khí
3.1 LUÂN CHUYỂN CỦA KHÔNG KHÍ.
Trái đất liên tục tiếp nhận nhiệt từ mặt trời qua
bức xạ mặt trời và phát nhiệt trở lại không gian
qua bức xạ phản hồi. Các quá trình này được cân
bằng ở suất trung bình 210 W/m 2. Tuy nhiên, ở xích
đạo, mức thu nhận trong bầu không khí cao hơn
(khoảng 270 W/m2) do tia bức xạ gần như thẳng góc
với mặt đất. Còn ở hai cực, mức thu nhận này
thấp hơn (90 W/m2 ) do góc bức xạ nhỏ hơn. Do có
sự không cân bằng như vậy, đã có sự vận
chuyển năng lượng (nhiệt năng) từ xích đạo đến
các địa cực theo mức trung bình khoảng 4.10 9 MW.
Nếu xem trái đất là quả cầu cố định. Ở vùng
xích đạo, do nóng hơn nên luồng khí bốc lên cao
hơn, di chuyển trong tầng cao hơn của khí quyển về
các cực, tại đó gặp lạnh, luồng khí hạ xuống thấp
hơn và quay ngược trở về xích đạo tạo thành một
hoàn lưu của một hành tinh không quay. Sự luân
chuyển này gọi là luân chuyển Hadley.
Chuyển động quay từ Tây sang Đông của trái đất
đã tạo ra một lực phụ Coriolic (lực này bằng hai
lần tích hữu hướng của hai véc tor vận tốc dòng

khí u và vector vận tốc quay của trái đất :
,
và hướng của Fc được xác định theo quy tắc bàn
tay phải) làm cho luân chuyển Hadley bị thay đổi.


Tại xích đạo, có một vòng đai khí xung quanh nó di
chuyển về phía cực, dưới ảnh hưởng của lực
Coriolic Fc , luồng không khí này đã chuyển động
lệch về bên phải (nếu ở Bắc bán cầu, hay bên
trái (nếu ở Nam bán cầu) so với chiều dọc theo
vector u. Kết quả của ảnh hưởng này là sự xuất
hiện luồng gió hướng Tây (gió hướng Tây là
luồng gió từ hướng Tây thổi đến). Ởû vùng
gần xích đạo: Bắc bán cầu có gió theo hướng
Tây Nam, ví dụ như nước ta có gió mùa Tây Nam
(từ hướng Tây Nam thổi lên), còn ở Nam bán
cầu, gió theo hướng Tây Bắc.
Ngược lại, khi khối khí lạnh từ các cực di chuyển
về xích đạo, dưới ảnh hưởng của lực Coriorlic, khối
khí đã di chuyển lệch về bên phải (ở Bắc bán
cầu), hay bên trái (ở Nam bán cầu). Điều này
làm xuất hiện các luồng gió Đông ở vùng cực
(còn ở vùng gần xích đạo: Đông Bắc ở Bắc bán
cầu , Đông Nam ở Nam bán cầu).


u*

u

Fc

Fc
u* u

u* u
Fc

3.2 HƠI NƯỚC.

u

Fc
u*

Nước trong khí quyển phần lớn tồn tại dưới dạng
hơi hoặc khí nhưng ở từng chỗ và thời gian tồn tại
ngắn, sau đó, tùy điều kiện nhiệt độ và áp
suất, nó có thể thành hạt nước dạng mưa rào,


hạt nhỏ li ti dạng mây, hạt rắn dạng tuyết, mưa
đá. Lượng nước trong khí quyển tuy rất nhỏ
(1/100000 tổng lượng nước) nhưng giữ vai trò rất
quan trọng trong tuần hoàn thủy văn.
Ta dùng định lý vận tải Reynolds để mô tả sự
vận chuyển hơi nước qua một không gian cố định
W. Gọi X là khối lượng của hơi nước qua W, k là X
trong một đơn vị khối lượng không khí ẩm; k chính

là độ ẩm riêng qv và được tính bằng:
(3.1)
với v là khối lượng riêng của hơi nước, a là
khối lượng riêng của không khí ẩm.
Từ định luật bảo toàn khối lượng, ta có dX/dt=m v
là lưu lượng khối lượng hơi nước thêm vào (mang
dấu cộng, bốc hơi), hay bớt ra (mang dấu trừ,
ngưng tụ) khoảng không gian W. Ta có:
(3.2)
3.2.1 Áp suất hơi nước:
Định luật Dalton: Áp suất gây ra bởi các chất
khí riêng phần thì độc lập với các chất khí khác.
Gọi e là áp suất hơi nước, theo định luật chất khí
lý tưởng, ta có:
e=vRvT

(3.3)

Trong đó Rv là hằng số chất khí đối với hơi nước.
3.2.2 Áp suất hơi bão hoà es:
Là áp suất hơi nước trong không khí mà tại đó
tốc độ bốc hơi bằng tốc độ ngưng tụ.
3.2.3 Độ ẩm tương đối Rh:


Là tỷ số giữa áp suất có thực và áp suất hơi
bão hoà
(3.4)
3.2.4 Lượng nước có thể tạo thành mưa:
Lượng hơi ẩm trong cột không khí được gọi là lượng

nước có thể được tạo thành mưa.
Trong cột không khí có mặt cắt ngang A. Xét một
vi phân thể tích dW=A.dz, có khối lượng là :aAdz,
và khối lượng hơi nước chứa trong đó là: vAdz =
qvaAdz.
Tổng lượng nước có thể tạo ra mưa trong cột
không khí có độ cao từ z1 đến z2 là:
(3.5)
Tính gần đúng:

(3.6)

trong đó
lần lượt là các giá trị trung bình của
độ ẩm riêng và khối lượng riêng của không khí
ẩm trong khoảng đang xét. Tổng các số gia mp
trong toàn bộ cột không khí cho ta tổng lượng
nước mưa.
Ví dụ: tính lượng nước có thể tạo ra mưa của một
cột không khí bão hoà hơi nước có chiều cao
10km trên diện tích 1m2. Áp suất không khí trên
mặt đất là 103,3Kpa, với nhiệt độ là 30 0C. Biết
rằng cứ lên cao 1km thì nhiệt độ giảm đi 6,50C.
Giải:
Để tính được lượng nước mưa cho toàn bộ cột
khí 10km, ta chia nhỏ cột không khí này ra
làm 5 đoạn theo z, mỗi đoạn cao 2km=2000m, ta
tính riêng lượng nước mưa cho từng đoạn độ
cao:mpi, sau đó cộng dồn lại: M=(mpi).
Trongcông thức (3.6)

, ta cần tính
. Như vậy, ta cần tính giá trị q v và v cho


mỗi lớp chiều cao tương ứng (cho 0km, 2km, 4km,
6km, 8km, 10km) và sau đó lấy giá trị trung bình:
tương tự tính cho giá trị trung bình
Giá trị a được tính từ phương trình trạng thái khí:
p=aRaT. Suy ra:
a=p/RaT
Với Ra=287 J/(kg.K), là hằng số khí ẩm.
Giá trị qv được tính như sau: qv=0,622(e/p)
Trong

đó

e

là

Trong đó T tính bằng

áp

0

suất

hơi

bão

hoà:

C

T là nhiệt độ tại mỗi lớp độ cao tính toán, tính
bằng độ K
p là áp suấtä tại mỗi lớp độ cao tính toán, tính
bằng N/m2.
Áp suất tại mỗi độ cao tương ứng z phụ thuộc
vào từng độ cao, được xác định nhờ vào phương
trình trạng thái khí và phương trình vi phân của lưu
chất tónh, gọi là phương trình khí tónh:

trong đó: pi+1: là áp suất ở lớp độ cao i+1, Pa
pi: là áp suất ở lớp độ cao i, Pa
Ti+1: là nhiệt độ ở lớp độ cao i+1, 0K
Ti: là nhiệt độ ở lớp độ cao i, 0K
: là hằng số =0,0065
T là nhiệt độ tại mỗi lớp độ cao tính toán, tính
bằng độ K
Ti+1=T1- (Zi+1-Zi)
Zi+1- là cao độ lớp i+1
Zi – là cao độ lớp i


Các tính toán được lập thành bản sau:
3.3 HIỆN TƯNG NƯỚC RƠI - MƯA.
Hiện tượng nước rơi bao gồm mưa, tuyết, và các

quá trình nước rơi khác xuống mặt đất như mưa
đá, mưa tuyết.
Khi khối không khí ẩm bốc lên cao trong bầu khí
quyển thì nhiệt độ giảm đi, một phần hơi ẩm
ngưng kết lại. Có nhiều cơ chế tạo ra sự chuyển
động lên của khối không khí: Bốc lên vì không
khí được hun nóng bốc lên, vì khối khí di chuyển
qua đồi núi, vì do chuyển động đối lưu.
Quá trình ngưng kết đòi hỏi phải có hạt nhân
ngưng kết để các phân tử nước bám chặt chung
quanh (ví dụ như các hạt bụi lơ lửng). Đặc biệt các
hạt nhân có chứa các ion (ví dụ các hạt bụi muối
biển bốc hơi) càng khiến cho các phân tử nước
càng dễ bám chặt chung quanh hơn. Các hạt nước
nhỏ li ti lớn dần lên do ngưng kết, khi đủ nặng,
các hạt ấy sẽ rơi xuống thành mưa (trong quá
trình rơi xuống, có khả năng bốc hơi một phần).
Gieo hạt nhân ngưng kết nhân tạo vào các đám
mây sẽ làm cho hơi nước dễ ngưng kết hơn (ví dụ
Iodur bạc, từ tạo ra mưa nhân tạo. Hoặc ta có thể
tạo ra nắng ngay trong mùa mưa để được bầu trời
khô ráo trong các dịp lễ hội bằng cách gieo các
hạt nhân ion nặng, sẽ làm cho hạt nặng hơn với
kích thứơc nhỏ, và trong quá trình rơi xuốâng đã
bốc hơi ngược lên, nên dưới đất vẫn khô ráo.
3.4 LƯNG MƯA LƯU VỰC
Để xác định lượng mưa trung bình trên một khu vực
có diện tích là A, ta dùng phương pháp trung bình
cộng:
(3.7)

trong đó Pi là lượng mưa của mỗi trạm đo (mm).
Ngoài ra người ta còn dùng phương pháp Thiessen:
Trong đó Ai là diện tích mỗi đa giác gán cho mỗi
trạm đo, với
3.5 BỐC HƠI.
Bao gồm bốc hơi từ mặt thoáng nước, từ
mặt đất, từ thực vật
Tính toán bốc hơi bằng nhiều phương pháp: Cân
bằng năng lượng, khí động lực học, kết hợp giữa
hai phương pháp trên, ..
Lượng bốc hơi được đặc trưng bởi cường độ bốc
hơi E:là độ sâu cột nước (có diện tích ngang A)
bốc hơi trong một đơn vị thời gian (mm/ngày)